Polígrafo Geo Estrutural II_v1_SusyJohns

Prévia do material em texto

GEOLOGIA
ESTRUTURAL
fâáç 
 
1 
Sumário 
DOBRAS .................................................. ................................................... ........................................... 1 
� ELEMENTOS CONSTITUINTES DAS DOBRAS .................................................. .................. 1 
� DESCRIÇÃO GEOMÉTRICA DAS DOBRAS .................................................. ........................ 2 
CLASSIFICAÇÃO DAS DOBRAS .................................................. ................................................... . 2 
� COM BASE NA SIMETRIA .................................................. .................................................. 2 
� COM BASE NA LINHA DE CHARNEIRA .................................................. ......................... 3 
� COM BASE NA CURVATURA DA CHARNEIRA .................................................. ............ 3 
� COM BASE NO ÂNGULO ENTRE OS FLANCOS .................................................. .......... 4 
� COM BASE NA ATITUDE DO PLANO AXIAL E DA LINHA DE CHARNEIRA ........... 4 
� CLASSIFICAÇÃO DE RAMSAY (1967) – COM BASE NAS ISÓGONAS DE 
MERGULHO .................................................. ................................................... ................................ 5 
SIMETRIA , ORDEM e VERGÊNCIA .................................................. .............................................. 5 
MECANISMOS E PROCESSOS FORMADORES DE DOBRAS ................................................. 6 
� DOBRAMENTO ATIVO OU FLAMBAGEM (BUCKLING) ................................................ 7 
� DOBRAMENTO PASSIVO (DOBRAS DE CLASSE 2) .................................................. ... 8 
� FLEXURA (BENDING) .................................................. ................................................... ....... 8 
MODELOS DE HOBBS ET AL. (1976) .................................................. .......................................... 9 
1. DOBRA DE SUPERFÍCIE NEUTRA .................................................. ...................................... 9 
2. DOBRA DE DESLIZAMENTO ou de CISALHAMENTO .................................................. ... 9 
3. DOBRA DE FLUXO FLEXURAL .................................................. ............................................ 9 
DESLIZAMENTO FLEXURAL versus FLUXO FLEXURAL .................................................. .... 10 
ESTRUTURAS PLANARES E LINEARES PENETRATIVAS .................................................. . 11 
1. FOLIAÇÃO .................................................. ................................................... ............................ 11 
- Foliação Primária (S0): .................................................. ................................................... .... 12 
- Foliação Secundária (geralmente tectônica): .................................................. ............... 12 
- Clivagem de Fratura: .................................................. ................................................... ........ 12 
- Clivagem de Crenulação: .................................................. ................................................... 13 
- Clivagem Ardosiana: .................................................. ................................................... ........ 13 
- Xistosidade: .................................................. ................................................... ........................ 13 
- Bandamento Gnáissico: .................................................. ................................................... .. 13 
2. LINEAÇÃO .................................................. ................................................... ............................ 15 
- Lineação Primária (L0): .................................................. ................................................... ... 15 
- Lineações de Eixo: .................................................. ................................................... ........... 16 
- Mullions: .................................................. ................................................... .............................. 16 
fâáç 
 
2 
BOUDINAGE .................................................. ................................................... ................................. 17 
� GEOMETRIA DOS BOUDINS .................................................. ........................................... 17 
� MORFOLOGIA DE BOUDINS LIMITADOS POR FRATURAS EXTENSIONAIS ....... 18 
� BOUDINAGE ASSIMÉTRICA E ROTAÇÃO .................................................. ................... 19 
� BOUDINAGE E A ELIPSE DE DEFORMAÇÃO .................................................. ............. 20 
ESTRUTURAS FORMADAS EM REGIME DE CONTRAÇÃO .................................................. 20 
DESENVOLVIMENTO PROGRESSIVO DE DOBRAS NORMAIS, DOBRAS REVERSAS E 
FALHAS DE CAVALGAMENTO EM CAMADAS ORIGINALMENTE HORIZONTAIS ......... 21 
AMBIENTES TÍPICOS DE ENCURTAMENTO CRUSTAL .................................................. ...... 22 
� LIMITE CONVERGENTE OCEANO X CONTINENTE .................................................. .. 22 
� LIMITE CONVERGENTE CONTINENTE X CONTINENTE ............................................ 23 
ESTRUTURAS DE EMPURRÃO / CAVALGAMENTO .................................................. ............. 24 
� ZONAS DE IMBRICAÇÃO E A FORMAÇÃO DE DUPLEX ........................................... 24 
� ETAPAS DE DESENVOLVIMENTO DE UM DUPLEX................................................... . 25 
ALTERNÂNCIA DE RAMPAS E PATAMARES (FLATS) .................................................. ........ 26 
� PATAMAR-RAMPA-PATAMAR (FLAT-RAMP-FLAT) .................................................. . 26 
� RAMPA-PATAMAR-RAMPA .................................................. ............................................. 26 
GEOMETRIA DE RAMPAS, CAVALGAMENTOS E DOBRAS ............................................ 27 
DOBRAS DE DESCOLAMENTO .................................................. .............................................. 27 
LIMITE DE PROPAGAÇÃO DE ESTRUTURAS DE CAVALGAMENTO ............................ 27 
ESTRUTURAS FORMADAS EM REGIME DE EXTENSÃO .................................................. .... 28 
� SISTEMAS DE FALHAS EXTENSIONAIS .................................................. ...................... 28 
� DESENVOLVIMENTO DE UM SISTEMA DO TIPO DOMINÓ ....................................... 29 
� FALHAS NORMAIS DE BAIXO ÂNGULO .................................................. ...................... 29 
� FORMAÇÃO DIRETA DE FALHAS EXTENSIONAIS DE BAIXO ÂNGULO .............. 30 
� EXTENSÃO CRUSTAL E A GERAÇÃO DE NÚCLEO DE EMBASAMENTO ........... 30 
RIFTEAMENTO .................................................. ................................................... ............................. 30 
� MODELO DE FORMAÇÃO DE UM RIFTE .................................................. ..................... 31 
� MARGENS PASSIVAS E RIFTES OCEÂNICOS .................................................. ........... 31 
FALHAS DE TRANSFERÊNCIA E DE TRANSCORRÊNCIA .................................................. . 32 
� FALHAS DE TRANSFERÊNCIA .................................................. ....................................... 32 
� FALHAS TRANSCORRENTES .................................................. ......................................... 33 
CLASSIFICAÇÃO DE FRATURAS SUBSIDIÁRIAS COM BASE NA SUA 
ORIENTAÇÃO E SENTIDO DE MOVIMENTO EM RELAÇÃO À ZONA DE STRIKE-
SLIP PRINCIPAL .................................................. ................................................... .................. 33 
FALHAS DE STRIKE-SLIP CONJUGADAS ......................................................................... 34 
TRANSPRESSÃO E TRANSTRAÇÃO .................................................. ........................................ 35 
fâáç 
 
3 
� CURVAS DE CONTENÇÃO E LIBERAÇÃO .................................................. .................. 35 
� IRREGULARIDADES EM 3D - ESTRUTURAS EM FLOR ............................................. 35 
- Eixo máximo do elipsoide de deformação (X): .................................................. ............ 36 
DECOMPOSIÇÃO DA DEFORMAÇÃO .................................................. ...................................... 36 
 
 
fâáç 
 
1 
DOBRAS 
 
Dobras são estruturas que ocorrem nas mais variadas escalas – microscópica a megascópica – e 
atestam partes significativas da história geológica de uma dada rocha, seja em escala local ou 
regional. Podem se formar em praticamente qualquer tipo de rocha, contexto tectônico e 
profundidade. 
 
Dobra é a deformação que ocorre nas rochas e que resulta do arqueamento de camadas rochosas, 
inicialmente planas, com comportamento dúctil, pela ação de tensões compressivas. As dobras 
formam-se no interior da crosta ou do manto de forma lenta e gradual, emergindo à superfície devido 
aos movimentos tectônicos e à erosão. 
 
Dobras sempre têm extensões finitas, possuindo largura e comprimento variáveis. O comprimento 
geralmente é bastante maior que a largura. Quando o comprimento da dobra é apenas ligeiramente 
maior que a largura, é utilizado o termo braquianticlinal (anticlinal) ou branquisinclinal (sinclinal). 
� Interpretação Genética: depende da análise de seus aspectos morfológicos (geometria e a 
orientação de seus principais elementos constituintes). 
 
� Interpretação Cinemática e Dinâmica: permite reconstituir a história tectônica de uma dada área 
na sua fase dúctil. 
� ELEMENTOS CONSTITUINTES DAS DOBRAS 
 
 - Charneira: Corresponde à zona de convergência das camadas de cada flanco, ou seja, a linha que 
une os pontos de máxima curvatura de uma dobra. 
 - Zona de Charneira: parte da dobra próxima à charneira (não é definida de forma rigorosa). 
 - Ponto de Charneira: ponto de máxima curvatura em uma camada dobrada, localizado no centro da 
zona de charneira. 
 - Linha de Charneira: união dos diversos pontos de charneira. 
 - Flancos: ou vertentes da dobra, são porções de menor curvatura e correspondem às partes que se 
situam entre duas charneiras adjacentes e que contêm os pontos de inflexão. 
 - Ângulo Interflancos: é o ângulo interno entre os dois flancos. 
 - Eixo: linha geratriz da dobra, quando movimentada paralelamente à linha de charneira, no espaço 
de si mesma e corresponde ao ponto de interseção do plano axial com a charneira. 
 - Plano Axial ou Superfície Axial: plano que contém as charneiras dos diferentes estratos 
dobrados, dividindo a dobra em dois flancos sensivelmente iguais. 
 - Traço Axial: é a linha de intersecção da superfície axial com a superfície de observação em 
afloramento ou em uma seção geológica e conecta pontos de charneira nessa superfície. 
 - Ponto de Crista: ponto mais alto da dobra em relação a uma superfície horizontal. 
 - Ponto de Calha: ponto mais baixo da dobra em relação a uma superfície horizontal. 
 - Ponto de Inflexão: separa as duas charneiras de sentidos opostos, isto é, onde o ponto de 
curvatura é mínimo numa dobra. Os pontos de inflexões são os limites das dobras individuais. 
 - Superfície Envoltória: plano entre duas superfícies limítrofes. 
 - Superfície Mediana: superfície que une as sucessivas linhas de inflexão. 
fâáç 
 
2 
� DESCRIÇÃO GEOMÉTRICA DAS DOBRAS 
 
O efeito de corte da superfície topográfica sobre as dobras gera as mais variadas feições, uma vez 
que a superfície, justamente por estar dobrada, não é mais plana. Para se descrever adequadamente 
a geometria das dobras, é necessário visualizá-las num corte perpendicular às camadas dobradas, e 
o plano de corte ideal é denominado Plano de Perfil da Dobra. 
Os principais elementos de qualquer dobra são uma linha de charneira que conecta dois flancos, 
geralmente de orientações distintas, mas não necessariamente. 
 
 
CLASSIFICAÇÃO DAS DOBRAS 
 
� COM BASE NA SIMETRIA 
Vistas no plano de perfil, as dobras podem ser simétricas ou assimétricas. 
 - Dobra Simétrica: olhando-se num corte transversal perpendicular à superfície axial, as duas partes 
separadas pelo traço axial são idênticas. Em dobras simétricas, os dois flancos têm o mesmo 
comprimento e a superfície bissetora da dobra é o próprio plano axial; 
 - Dobras Assimétricas: têm um flanco mais curto e outro mais longo. 
 
fâáç 
 
3 
� COM BASE NA LINHA DE CHARNEIRA 
 
 - Dobra Cilíndrica: a linha de charneira é retilínea. O eixo do cilindro define o eixo da dobra. 
 - Dobra Acilíndrica: a linha de charneira não é retilínea. 
 
 
 
� COM BASE NA CURVATURA DA CHARNEIRA 
 
 - Dobras em "kink band" ou "kinkys": raio de 
curvatura nulo, com flancos retos, normalmente um 
longo e outro curto. 
 
 
 - Dobras em “Chevron": os ápices são terminados em 
ângulo, parecendo quebrados (flancos mantêm a mesma 
espessura). 
 
 
 
 
 - Dobras “Concêntricas”: as charneiras são 
arredondadas. 
 
 
 - Dobras em “Caixa”: possuem dois conjuntos de 
superfícies axiais. São também chamadas de Dobras 
Conjugadas. 
 
 
fâáç 
 
4 
� COM BASE NO ÂNGULO ENTRE OS FLANCOS 
 
 
� COM BASE NA ATITUDE DO PLANO AXIAL E DA LINHA DE CHARNEIRA 
 
fâáç 
 
5 
� CLASSIFICAÇÃO DE RAMSAY (1967) – COM BASE NAS ISÓGONAS DE MERGULHO 
 
 - Classe 1: As isógonas de 
mergulho convergem p/ o arco 
interno, que é mais fechado que o 
arco externo. 
1A: Zonas de charneira 
adelgaçadas. 
1B: Espessura de camada 
constante. 
1C: Flancos ligeiramente 
adelgaçados. 
 - Classe 2: As isógonas de 
mergulho são paralelas ao traço 
axial. As formas dos arcos interno 
e externo são idênticas. 
 - Classe 3: As isógonas de 
mergulho divergem em direção ao 
arco interno, que é mais aberto 
que o arco externo. 
 
SIMETRIA , ORDEM e VERGÊNCIA 
 
 
fâáç 
 
6 
 
A dobra maior é de primeira ordem, enquanto as menores são de segunda ordem (ou terceira, quarta, 
etc.) 
� A vergência de dobras menores aponta no sentido da charneira maior. 
� A assimetria pode também indicar sentido de movimento numa Zona de Cisalhamento ou a 
orientação da camada dobrada em relação à elipse de deformação. 
 
 
 
MECANISMOS E PROCESSOS FORMADORES DE DOBRAS 
 
� RELAÇÃO ENTRE AS TENSÕES E A SUPERFÍCIE DOBRADA 
 
 
 
 
 
 
 
fâáç 
 
7 
� DOBRAMENTO ATIVO OU FLAMBAGEM (BUCKLING) 
 
A camada é encurtada na direção paralela ao seu acamamento. É necessário contraste de 
viscosidade para que haja um dobramento ativo (camada dobrada sendo mais competente que a 
matriz). São dobras tipicamente paralelas, arredondadas e com uma forma aproximadamente 
senoidal. 
Implicações: 
• Encurtamento paralelo à camada; 
• Contraste de viscosidade (a camada mais competente flexiona); 
• Irregularidades permitiram a nucleação de dobras; 
• Se há duas ou mais camadas competentes dobradas, as camadas incompetentes entre elas 
formam dobras de Classe 3; 
• As charneiras mais angulosas apontam para a camada mais competente; 
• Dobras de Classe 1B. 
 
 
 
 
fâáç 
 
8 
� DOBRAMENTO PASSIVO (DOBRAS DE CLASSE 2) 
É típico de rochas nas quais ocorre fluxo passivo, ou seja, onde o acamamento não exerce influência 
mecânica sobre o dobramento. O dobramento passivo produz dobras harmônicas onde o 
acamamento não tem influência mecânica e, portanto, não influencia a forma da dobra. Não há 
contraste de competência entre as camadas 
� Dobrasperfeitamente passivas, geradas por cisalhamento simples, são dobras de Classe 2 
(similares); 
� Dobras passivas associadas com cisalhamento simples, ou ao menos com componente 
significativa de cisalhamento simples, são chamadas de dobras de cisalhamento; 
� O cisalhamento simples é apenas um dos modelos cinemáticos que podem produzir dobras 
passivas. 
 
Exemplos de dobramento passivo: 
• Camadas passivas deformadas em zonas de cisalhamento; 
• Camadas passivas submetidas à deformação heterogênea; 
• Dobras de arrasto nas imediações de falhas; 
• Tipo mais comum em zonas de milonitos, principalmente em rochas monominerálicas 
 
 
 
� FLEXURA (BENDING) 
 
Ocorre se as forças agirem em alto ângulo através da camada, de modo distinto das dobras ativas, 
onde a força principal age de modo paralelo à camada, e podem envolver mais de um mecanismo de 
deformação. 
Embora seja um dobramento passivo, como o caso anterior, o encurvamento é praticamente forçado 
na camada, por conta da geometria e cinemática das unidades circundantes. 
 
 
(a) Flexura entre boudins; 
(b) Flexura acima de rampas de cavalgamento; 
(c) Flexura acima de falhas reativadas; 
(d) Flexura acima de intrusões rasas e diápiros de sal. 
 
 
 
 
 
 
 
fâáç 
 
9 
MODELOS DE HOBBS ET AL. (1976) 
 
1. DOBRA DE SUPERFÍCIE NEUTRA 
 
 
 
 
 
 
2. DOBRA DE DESLIZAMENTO ou de CISALHAMENTO 
 
 
 
 
 
 
3. DOBRA DE FLUXO FLEXURAL 
 
 
 
 
 
 
 
 
fâáç 
 
10 
DESLIZAMENTO FLEXURAL versus FLUXO FLEXURAL 
 
 
 
(a) Deslizamento flexural – típico de pacotes 
onde há descontinuidades ao longo das quais 
ocorre deslocamento relativo concomitante à 
flexura, com sentidos opostos em cada flanco 
e diminuindo de intensidade em direção à 
charneira. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
(b) Fluxo flexural – onde os flancos são 
cisalhados como um todo, porque não há 
descontinuidades penetrativas ao longo das 
quais possa ocorrer o deslizamento 
concomitante à flexura. Assim, a camada é 
cisalhada como um todo. 
 
 
 
 
 
 
 
No caso dos xistos intercalados com quartzitos delgados, teremos deslizamento flexural devido às 
propriedades litológicas (xistosidade e anisotropia mecânica), teremos como feições as estrias ao 
longo dos planos de descontinuidade como resposta ao cisalhamento imposto. 
 
A: Fluxo Flexural; 
B: Deslizamento Flexural; 
C: Intercalação (flexural c/ 
superfície neutra, na 
camada competente). 
 
 
Já no caso do basalto e do quartzito, temos fluxo flexural e flexura ortogonal (dobra de superfície 
neutra). No caso da flexura ortogonal, formam-se juntas e fissuras na porção superior do arco de 
dobra, uma superfície onde não ocorre deformação (a superfície neutra), e na porção inferior do arco 
de dobra ocorrem estilolitos (feições de contração). Eixo paralelo ao acamamento na porção superior 
do arco da dobra e perpendiculares na porção inferior do arco da dobra. A deformação vai diminuindo 
em direção aos flancos. 
A flexura ortogonal se manterá apenas enquanto uma dobra for aberta. Conforme a dobra se curva, 
torna-se mais fechada, e passaríamos a ter fluxo flexural, onde não temos uma superfície neutra 
devido ao fechamento da dobra. A deformação vai aumentando em direção aos flancos. 
fâáç 
 
11 
 
A: Flexura ortogonal (ou dobra de superfície neutra); B: Fluxo flexural 
Tanto no fluxo flexural e na flexura ortogonal encontramos uma deformação mais homogênea, e 
podemos encontrar indicadores cinemáticos em resposta ao dobramento nos flancos. No quartzito 
teremos lineação de estiramento e no basalto o estiramento das amígdalas, que constituiriam boas 
feições do dobramento. 
 
DOBRA EM BAINHA: um tipo especial de dobra de cisalhamento altamente acilíndrica. Cisalhamento 
simples progressivo partir de uma irregularidade inicial 
 
 
 
 
 
ESTRUTURAS PLANARES E LINEARES PENETRATIVAS 
 
1. FOLIAÇÃO 
 
O termo foliação é empregado para designar qualquer família de superfícies penetrativas em escala 
de afloramento e/ou de amostra de mão, independente de sua gênese. Do mesmo modo, denomina-
se lineação um conjunto de linhas de caráter penetrativo, de morfologia variável e gênese também 
diversificada. 
 
Termo genérico e não genético. Conjunto de superfícies penetrativas definida por: 
• Descontinuidades; 
• Variação composicional; 
• Orientação preferencial de minerais inequidimensionais; 
• Agregados minerais achatados; 
• Combinações de duas ou mais características. 
Para alguns autores é sinônimo de superfície-S. 
 
 
Trama (fabric): É o arranjo de elementos planares e lineares penetrativos numa rocha. 
 
 
 
 
fâáç 
 
12 
 
 
 
 
 
 
 - Foliação Primária (S0): 
• Acamamento sedimentar; 
• Bandamento de fluxo (em lavas); 
• Estrutura eutaxítica (em ignimbritos) ; 
• Foliação magmática - termo genérico empregado para designar a foliação ígnea marcada pelo 
alinhamento de forma dos minerais. 
 
 - Foliação Secundária (geralmente tectônica): 
• Resulta de deformação em resposta a um campo tensional; 
• Em raros casos, a foliação secundária não tem relação com tectônica – estruturas de 
compactação; 
• Clivagem – tipo de foliação marcada pela facilidade com que a rocha se parte em seus planos; 
• Embora todas as foliações sejam penetrativas (por definição) o seu espaçamento é variável: 
� Foliação espaçada - e > 1mm 
� Foliação contínua - e ≤ 1mm 
 
- Clivagem de Fratura: 
Definição original de Knill (1960) – clivagem gerada por microfalhas ou microfraturas pouco 
espaçadas, que divide a rocha em corpos tabulares denominados micrólitons. No interior dos 
micrólitons, é comum observarem-se restos da foliação mais antiga. 
É típica de ambientes onde a temperatura é compatível com o metamorfismo de baixo a médio grau, 
ou de camadas mais competentes interestratificadas com camadas menos competentes. 
 
fâáç 
 
13 
- Clivagem de Crenulação: 
• Clivagem de morfologia muito variável; 
• É sempre, no mínimo, a segunda foliação tectônica; 
• Característica definidora é o fato de crenular e/ou deslocar uma foliação pré-existente; 
• A tendência é progressivamente criar domínios micáceos que se alternam com domínios quartzo-
feldspáticos, a partir de rochas originalmente homogêneas. 
 
- Clivagem Ardosiana: 
Origem: mineração de ardósias para fazer tetos na Europa; o termo ardósia era usado pelos mineiros 
de pedreiras para se referir a rochas de granulação fina que tinham boa fissilidade. A clivagem 
dessas rochas deu origem ao termo. 
• Caracterizada pela orientação planar preferencial de grãos inequidimensionais (em geral plano 
[001] das micas); 
• Como a granulação da rocha é fina, não se pode saber qual o mineral que está orientado; vê-se 
apenas o brilho sedoso; 
• É típica de condições de baixa temperatura - fácies xistos verdes ou inferior. 
 
- Xistosidade: 
Termo usado para designar a foliação de rochas de granulação suficientemente grossa para serem 
diferenciadas dos filitos e, portanto, denominadas de xistos. O limite é arbitrário, mas a maior parte 
dos autores concorda em que um bom critério é o fato de se conseguir discernir a olho nu qual o 
filossilicato que marca a orientação preferencial. Portanto, para muitos autores a trama dos filitos é 
uma clivagem ardosiana, enquanto para outros é uma xistosidade. 
• É típica de condições de temperatura compatíveis com as da fácies xistos verdes ou superior. 
 
 - Bandamento Gnáissico: 
É a foliação típica dos gnaisses, onde se alternam bandas de composição distinta. 
• Em geral, condições de temperatura média a alta – fácies anfibolito ou superior. 
 
 
GEOMETRIA DA FOLIAÇÃO SECUNDÁRIA EM RELAÇÃO ÀS DOBRAS 
 
Na maior parte dos casos, a foliaçãoé paralela ao plano axial das dobras contemporaneidade. 
 
 
Na realidade, a foliação não é estritamente paralela ao PA das dobras, mas sofre refração quando 
passa de uma camada menos para uma mais competente, formando um leque. 
 
fâáç 
 
14 
 
(a) Relação clivagem – acamamento numa dada área. 
 
 
 
 
 
Em geral, a foliação é paralela ao plano XY do elipsoide de deformação finita. Num pacote 
heterogêneo, reflete o elipsoide finito a cada ponto. 
 
 
 
 
 
GEOMETRIA DA FOLIAÇÃO EM RELAÇÃO AO STRAIN 
 
 
Em cisalhamento simples progressivo 
(não-coaxial), a foliação rotaciona em 
direção ao plano de cisalhamento até se 
paralelizar com ele. Relação muito útil em 
zonas de cisalhamento. 
 
 Se a história deformacional é coaxial 
(cisalhamento puro progressivo), a foliação 
é paralela ao plano principal de 
achatamento - XY. Variações devidas à 
refração indicam posição do elipsoide a 
cada ponto. 
 
fâáç 
 
15 
2. LINEAÇÃO 
 
Lineação: Termo genérico e não genético. Conjunto de linhas penetrativas definida por: 
• Orientação preferencial de corpos lineares (cristais ou outro marcador qualquer) ou orientação 
preferencial de corpos planares alongados; 
• Eixos de elementos da trama (e.g. dobras); 
• Intersecção de estruturas planares penetrativas. 
 
 
 
 
 
- Lineação Primária (L0): 
• Lineação de fluxo de lava; 
• Eixo de estruturas colunares (disjunção); 
• Eixo maior de seixos não-esféricos; 
• Fósseis alinhados; 
• Orientação preferencial de forma de minerais indeformados. 
 
 - Lineação de partição (ou lineação de corrente): grãos de areia alinhados, na superfície de 
arenitos, frequentemente acompanhados de finas estrias. Resulta de fluxo rápido e é usada para 
indicar a direção da paleocorrente (mas não o sentido). 
 
- Lineação Tectônica: Assim como a foliação secundária, resulta de deformação em resposta a um 
campo tensional. Ao contrário das foliações, as lineações se classificam em: 
• Lineações penetrativas - constituem a trama linear propriamente dita; 
• Lineações de superfície – restritas a uma dada superfície, como as estrias de deslizamento; 
• Lineações geométricas (não-físicas) – eixos de dobras ou lineações de intersecção. 
fâáç 
 
16 
 - Lineação Mineral: Trama linear penetrativa marcada por: 
• Alinhamento dimensional de minerais prismáticos alongados ou aciculares, tais como anfibólio, 
turmalina; 
• Agregados alongados de grãos equidimensionais. 
Pode se formar por: 
• Rotação corporal de cristais rígidos em matriz muito mais dúctil (p. ex. anfibólio em matriz 
micácea) – pouco comum 
• Neocristalização sin-cinemática (metamórfica) 
Relação com o elipsoide de deformação finita depende do contraste de viscosidade com a matriz 
 
 - Lineação de Estiramento: É definida pela forma de objetos deformados. 
• Permite determinar uma relação quantitativa entre o grau de desenvolvimento da lineação e a 
deformação (strain) necessária para gerá-la. 
• É o tipo de lineação mais comum em rochas que sofreram deformação dúctil. 
• Pode se formar em praticamente qualquer condição de temperatura, mas depende das condições 
de plasticidade da rocha. 
 
 - Lineação de Intersecção: Resulta da intersecção de duas famílias de superfícies penetrativas. 
• É comum em rochas dobradas, que têm foliação plano-axial. 
• É um tipo de lineação bastante comum e de modo geral é paralela ao eixo da dobra que a 
contém. 
• As foliações envolvidas podem ser primárias ou secundárias. 
 
 
 - Lineações de Eixo: 
• Crenulações, boudins, mullions e estruturas tipo lápis; 
• Tendem a se formar paralelo ao eixo da dobra de mesma idade; 
• Lineação de crenulação – comum em xistos e filitos – paralela à lineação de intersecção e ao eixo 
da dobra; 
• Eixo maior de mullions; 
• Eixo maior de boudins. 
 
 - Mullions: 
Restritos à interface entre uma rocha competente e uma incompetente. 
 
 
 
 
 
fâáç 
 
17 
BOUDINAGE 
 
Boudins: resultam da segmentação de camadas competentes sob estiramento. São sempre mais 
desenvolvidos nos flancos que na zona de charneira. O tipo mais comum, (abaixo) tem eixo maior 
paralelo ao eixo da dobra (X > Y > Z); 
 
 
Boudinage: é o processo que leva à geração de estruturas extensionais por meio de extensão 
paralela a uma camada originalmente contínua. 
Boudins se formam onde camadas competentes isoladas são extendidas até a ruptura, tendo 
percorrido uma trajetória frágil ou dúctil até a ruptura . 
A ruptura pode ser extensional (= trativa) ou cisalhante, resultando em geometria distinta. 
 
� GEOMETRIA DOS BOUDINS 
 
É resultante do grau de ductilidade e tipo de fratura: 
 
 
Fraturas trativas (extensionais) 
 
 
 
Fraturas cisalhantes simétricas 
 
 
 
Fraturas cisalhantes assimétricas 
fâáç 
 
18 
 - Pinch-and-swell: 
 
 
 
 - Boudinage: 
 
• Camadas mais espessas desenvolvem boudins mais largos que as mais finas. 
• A razão largura / espessura expressa a razão de forma 
do boudins (comumente de 2 a 4). Depende da 
viscosidade da camada. 
• O valor da separação independe da viscosidade, mas 
depende da quantidade de strain. 
• Se a extensão continuar após a ruptura, vai aumentar a 
separação. 
• A morfologia dos boudins depende principalmente da 
ductilidade do material boudinado – quanto mais dúctil, 
mais estirado – e do seu contraste de competência com a matriz. 
 
� MORFOLOGIA DE BOUDINS LIMITADOS POR FRATURAS EXTENSIONAIS 
 
 
(a) Retangular 
(b) Pequena componente dúctil 
(c) Componente dúctil significativa nas 
bordas 
(d) Componente dúctil significativa na 
borda superior e desprezível na borda 
inferior 
 
 
A concentração máxima da tensão é sempre nos cantos dos boudins, que vão ser sempre a primeira 
parte a deformar. (Resultado de modelamento numérico). 
• A tensão trativa que causa a boudinage aumenta dos cantos em direção ao centro do boudins; 
• Os boudins mais largos têm uma concentração maior de tensão trativa no centro do que os mais 
estreitos; 
• A subdivisão em boudins tende a prosseguir até que a tensão trativa no centro fique abaixo de 
um valor crítico, o que ocorre quando o boudin tem a largura menor que um valor crítico; 
• Esse valor crítico ocorre quando a tensão trativa no boudin é menor que a resistência trativa do 
material; 
• O modelo explica também porque os boudins individuais de uma mesma camada não mantêm 
exatamente a mesma largura. 
 
 
fâáç 
 
19 
� BOUDINAGE ASSIMÉTRICA E ROTAÇÃO 
 
• Boudins assimétricos são separados por fraturas de cisalhamento que tendem a desaparecer fora 
da camada boudinada; 
• Se a camada boudinada se comporta de modo frágil, então a resistência da camada determina se 
a fratura vai ser extensional ou cisalhante: 
o Em geral as fraturas de extensão se formam se (σ1– σ3) > 4T0 
o Onde T0 é a resistência trativa da camada 
• Quando separados por fraturas cisalhantes, os boudins podem sofrer extensão, cisalhamento ou 
rotação no próximo incremento de deformação. 
 
 
(b) Extensão sobre fratura cisalhante 
(c) Cisalhamento sobre fratura cisalhante 
(d) Rotação sobre fratura cisalhante 
 
 
 
 
 
 
 
 
EFEITO DA ORIENTAÇÃO INICIAL DAS CAMADAS 
 
 
Se a orientação da camada é oblíqua à compressão 
principal: 
• Formam-se boudins assimétricos em regime de 
cisalhamento puro (porque tendem a se paralelizar com 
o plano XY de achatamento durante a deformação 
coaxial); 
• A assimetria se desenvolve porque o material mais 
rígido tende a girar mais lentamente que a foliação 
circundante; 
• Quanto menor a razão de forma dos boudins (mais 
quadrados), maior a diferença na velocidade de rotação 
entre eles e a foliação; 
• Com a progressão da deformação, adiferença de 
ângulo tende a diminuir, mas dificilmente paraleliza. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
fâáç 
 
20 
� BOUDINAGE E A ELIPSE DE DEFORMAÇÃO 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
ESTRUTURAS FORMADAS EM REGIME DE CONTRAÇÃO 
 
Estruturas Contracionais (ou contrativas): São estruturas de deformação (dúctil ou rúptil) formadas 
sob condições de encurtamento, quando as rochas são submetidas a tensões tectônicas ou 
gravitacionais. São típicas de ambiente orogênico, mas podem ocorrer também na base de margens 
continentais. Falhas e dobras contracionais são encontradas: 
• Em qualquer parte de uma zona de colisão; 
• Em zonas de subducção, afetando sedimentos no prisma acrescionário; 
• Nas estruturas de instabilidade gravitacional formadas no extremo dos deltas e nos sedimentos 
da margem continental ou nos domos de sal. 
Podem ocasionar o transporte de grandes fatias de crosta por centenas de quilômetros. 
 
Possíveis resultados do encurtamento de um pacote paralelo à sua estratificação: 
 
 
 
 
 
Perda de volume (compactação e formação de estilolitos) 
fâáç 
 
21 
 
Cisalhamento Puro (encurtamento horizontal compensado pelo espessamento vertical) 
 
 
 
Flexão (Flambagem) (encurtamento horizontal - espessamento vertical) 
 
 
 
Falhas de contração (imbricação e cavalgamento) 
 
 
 
 
DESENVOLVIMENTO PROGRESSIVO DE DOBRAS NORMAIS, DOBRAS REVERSAS E FALHAS 
DE CAVALGAMENTO EM CAMADAS ORIGINALMENTE HORIZONTAIS 
 
 
 
 
 
 
fâáç 
 
22 
• As falhas e zonas de cisalhamento contracionais encurtam a crosta ou alguma estrutura de 
referência; sua ocorrência independe da escala; 
• Quando o referencial é a superfície da crosta, existem apenas dois tipos de falhas de contração: 
• Falhas inversas (reverse faults) – mergulho do PF > 30° e deslocamentos em geral menos 
expressivos; 
• Falhas de empurrão ou de cavalgamento (thrust faults) – mergulho do PF < 30° e grandes 
deslocamentos; 
• Em escala de afloramento, as falhas de contração podem ser normais ou transcorrentes, porque 
o referencial que elas deslocam é uma estrutura de mesoescala. 
 
 
 
 
AMBIENTES TÍPICOS DE ENCURTAMENTO CRUSTAL 
 
� LIMITE CONVERGENTE OCEANO X CONTINENTE 
 
 
 
 
 
fâáç 
 
23 
 
 
 
� LIMITE CONVERGENTE CONTINENTE X CONTINENTE 
 
 
 
 
fâáç 
 
24 
ESTRUTURAS DE EMPURRÃO / CAVALGAMENTO 
 
 - Empurrão (thrust): é uma falha ou zona de cisalhamento de baixo ângulo cujo teto é transportado 
sobre o muro. O movimento predominante é ao longo do mergulho (dip slip). Com frequência, as 
falhas de empurrão: 
• Colocam rochas mais antigas sobre rochas mais jovens; 
• Colocam rochas de grau metamórfico mais alto sobre rochas de grau metamórfico mais baixo. 
 - Nappe: (do francês = toalha de mesa) é a parte superior do empurrão, ou seja, a parte 
transportada, alóctone. Em geral ocorre uma série delas, formando um complexo de nappes. Cada 
nappe contém uma série de escamas tectônicas, cada qual separada por uma falha de empurrão. 
Como são estruturas típicas de áreas orogênicas, a orientação é referida a termos tipicamente 
relacionados ao orógeno, como hinterland e foreland. 
• hinterland (além-país ou internides) – é a parte central do cinturão orogênico; 
• foreland (antepaís) – é a parte marginal, e, portanto, mais distante e para dentro do continente. 
Em orógenos colisionais há dois forelands (um em cada continente) separados por um hinterland 
comum. 
Uma nappe de thrusts é delimitada por uma falha mestra de base, denominada cavalgamento basal 
ou de assoalho (sole thrust ou floor thrust), e uma falha mestra de topo (roof thrust). 
 - Horse: (cavalo) é a menor unidade no interior de uma nappe. 
A falha de empurrão que separa uma pilha de nappes do restante indeformado é também 
denominada superfície de: 
DESCOLAMENTO 
DETACHMENT 
DÉCOLLEMENT 
 
Anatomia de uma falha de cavalgamento (a.p. Twiss & Moores, 2007) 
 
 
 
 
� ZONAS DE IMBRICAÇÃO E A FORMAÇÃO DE DUPLEX 
 
Uma zona de imbricação é composta por uma série de falhas inversas, paralelas ou sub-paralelas, 
conectadas na base por uma falha de cavalgamento, denominada cavalgamento basal ou falha 
mestra basal (floor thrust). 
 
 
fâáç 
 
25 
 
 
 
 
Se houver também uma falha de empurrão conectando essas falhas no topo, então a estrutura 
formada é um duplex. 
 
Um duplex consiste de vários cavalos dispostos em sequência, como um baralho de cartas inclinado. 
Visto em perfil, cada cavalo tem tipicamente a forma geométrica de um “S” que tende a mergulhar no 
sentido do hinterland. Isso é válido apenas se a geometria original não for modificada posteriormente, 
o que é comum. 
 
 
 
 
� ETAPAS DE DESENVOLVIMENTO DE UM DUPLEX 
 
 
fâáç 
 
26 
ALTERNÂNCIA DE RAMPAS E PATAMARES (FLATS) 
 
Devido a diferença de competência dos materiais alternados num pacote submetido ao encurtamento, 
principalmente quando isso ocorre em condições rúpteis, o resultado é a formação sucessiva de: 
• Rampas mais fortemente inclinadas nas camadas mais competentes, porque fraturam antes em 
resposta ao encurtamento. 
• Flats, ou seja, rampas suborizontais (patamares), nas camadas incompetentes. 
A combinação de dois segmentos de thrust planos em níveis estratigráficos diferentes, conectados 
por uma falha inversa de mergulho mais alto (rampa), dá origem a uma estrutura denominada 
patamar-rampa-patamar (flat-ramp-flat). 
 
� PATAMAR-RAMPA-PATAMAR (FLAT-RAMP-FLAT) 
 
Do ponto de vista cinemático, uma estrutura dessas é responsável por transferir o movimento de um 
nível estratigráfico para o próximo, sempre no sentido do antepaís. 
O empurrão basal (descolamento) transmite parte do movimento para cada uma das falhas que 
delimita os cavalos. No topo, o deslocamento é “dissipado” no cavalgamento de teto (falha mestra de 
topo). A thrust então “termina” quando todo o seu deslocamento é transferido para o cavalgamento de 
teto. A geometria das rampas e a sua orientação em relação à direção principal do movimento resulta 
na sua classificação em frontal, oblíqua e lateral. 
 
 
 
 
 
� RAMPA-PATAMAR-RAMPA 
 
 
 
fâáç 
 
27 
GEOMETRIA DE RAMPAS, CAVALGAMENTOS E DOBRAS 
 
 
Progressão de uma rampa formada por segmentos angulosos 
 
 
 
Progressão de uma rampa curva 
 
 
DOBRAS DE DESCOLAMENTO 
 
 
 
 
 
 
 
LIMITE DE PROPAGAÇÃO DE ESTRUTURAS DE CAVALGAMENTO 
 
 
 
 
 
fâáç 
 
28 
ESTRUTURAS FORMADAS EM REGIME DE EXTENSÃO 
 
 - Estruturas Extensionais: Resultam na extensão (separação) verdadeira, da crosta ou de um 
referencial qualquer. Falhas extensionais podem apresentar deslocamentos de até 100 km, em geral 
menores do que as falhas de empurrão ou as transcorrentes, mas ainda consideráveis. 
Nessa escala de deslocamento, a superfície da Terra é o melhor referencial: 
• Se a distância entre dois pontos na superfície da Terra aumentar durante a deformação, então se 
tem extensão naquela direção. 
• Mas, dependendo da posição relativa desses dois pontos, essa extensão também pode correr 
numa falha de rejeito direcional. 
Para se avaliar a extensão verdadeira, é preciso considerar a componente extensional (de abertura) 
perpendicular à direção da falha. 
 
 Falha vertical Falha horizontal 
 
 
Falha extensional verdadeira (envolve extensão da crosta) 
 
É uma falha não-vertical e não-horizontal, de rejeito de mergulho. 
 
Para falhas de menor porte, emprega-se o termo falha extensional para designar falhas que 
estendem um dado referencial (camada, corpo tabular, etc.), independente de sua estrutura interna. 
Dependendo do referencial, pode-se falar em extensão crustal ou extensão paralela à camada.Mergulho do Plano de Falha 
• Mergulhos do PF entre zero e 90° 
• Em geral PF = 60° (valor teórico) 
• Mas podem ser de alto ou baixo ângulo 
• Os diferentes mergulhos tendem mesmo a coexistir. 
 
� SISTEMAS DE FALHAS EXTENSIONAIS 
 
 - Modelo Tipo Dominó: Também chamada de tectônica do tipo dominó ou estante de livros 
(bookshelf tectonics),descreve a rotação de uma série de blocos rígidos individuais simultaneamente 
e no mesmo sentido. 
 
 
fâáç 
 
29 
 
 
 
� DESENVOLVIMENTO DE UM SISTEMA DO TIPO DOMINÓ 
 
Inicial – a transição para a parte não afetada é acomodada por uma falha lístrica. 
 
 
Novo sistema de falhas em resposta à nova extensão máxima. 
 
 
 
 
 
 
� FALHAS NORMAIS DE BAIXO ÂNGULO 
 
Do ponto de vista mecânico representam um problema - σ1 vertical não gera ruptura em planos de 
baixo ângulo de mergulho. A reativação de falhas inversas pré-existentes é também improvável (não 
há evidências). A explicação mais provável é que essas falhas tenham sido originalmente de alto 
ângulo e tenham sido rotacionadas depois. 
 
 
 
fâáç 
 
30 
� FORMAÇÃO DIRETA DE FALHAS EXTENSIONAIS DE BAIXO ÂNGULO 
A formação de falhas extensionais de baixo ângulo é reproduzida experimentalmente. Um dos 
principais motivos seria a existência de zonas de fraqueza suborizontais, tais como: 
• Camadas pouco resistentes; 
• Estruturas pré-existentes (falhas ou zonas de cisalhamento) capazes de gerar uma anisotropia; 
• Outro motivo importante é a reativação de estruturas de cavalgamento de grande porte em 
registe extensional. 
 
 
 
� EXTENSÃO CRUSTAL E A GERAÇÃO DE NÚCLEO DE EMBASAMENTO 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
1) Formação de falha normal lístrica na crosta superior, que se torna progressivamente horizontal ao 
longo de uma zona de fraqueza na transição rúptil-dúctil (placa superior placa inferior). 
Sucessivas falhas se formam em arranjo subparalelo ou em cunha. 
 
2) Após certa quantidade de extensão, forma-se novo conjunto de falhas na placa superior 
(teto). O soerguimento isostático leva à desativação das falhas iniciais, mas seguem se formando 
novas falhas paralelas ou em cunha. 
 
3) O soerguimento rotaciona a falha original até uma posição mecanicamente favorável para a 
geração de novo plano de falha no mesmo bloco. 
 
4) O processo se repete até que se estabelece uma série de blocos rotacionados em estilo 
dominó e semi-grabens relacionados. 
 
5) As falhas mais jovens (ativas) são as mais fortemente mergulhantes. 
 
6) A principal diferença em relação ao estilo dominó clássico é que os dominós se desenvolvem em 
diferentes momentos. 
 
 
 
 
RIFTEAMENTO 
 
Um rifte se forma quando a crosta é distendida por tensões tectônicas. O rifteamento pode ser ativo 
ou passivo, levando a ambientes geotectônicos e estruturais distintos. 
 - Riftes ativos: a causa do rifteamento é a subida de manto astenosférico quente (plumas 
mantélicas). Predomínio da atividade magmática, não necessariamente com extensão importante. 
fâáç 
 
31 
 - Riftes passivos: a causa do rifteamento é o estabelecimento de um campo tensional de grande 
alcance, relacionado à tectônica de placas. Em geral, formados em zonas de fraqueza pré-existentes 
na litosfera. 
Os riftes naturais muito comumente têm componentes de ambos os extremos. 
 
� MODELO DE FORMAÇÃO DE UM RIFTE 
 
 
Fase 1: Extensão inicial - Arqueamento suave da crosta em grande escala (formação de domos), em 
que são geradas ou reativadas fraturas profundas. Nesse estágio, quantidade de strain é baixa, e as 
fraturas podem ser preenchidas por magma gerando diques. 
 
 
 
Fase 2: Fase principal - Estágio de extensão onde a crosta é afinada na vertical e estendida na 
horizontal. Forma-se um complexo de falhas extensionais e já se tem sedimentação sincrônica (não 
mostrada no desenho). 
 
 
 
Fase 3: Subsidência e sedimentação pós-rifte - Após cessada a extensão, tem início o estágio de 
subsidência. A sedimentação continua. Na pilha sedimentar podem-se gerar falhas devido à 
compactação diferencial. 
 
 
 
� MARGENS PASSIVAS E RIFTES OCEÂNICOS 
 
Se um rifte continental seguir se estendendo, o resultado é que a crosta vai romper e ser substituída 
por crosta oceânica. Quando isso acontece, o que se estabelece de cada lado desse rifte é uma 
margem passiva, que agora fica situada em crosta oceânica. 
 - Margens passivas: atividade tectônica principalmente gravitacional e têm baixa atividade sísmica. 
 
Enquanto a margem continental gradualmente subside e é coberta pelos sedimentos clásticos, a 
atividade tectônica no rifte é geralmente significativa. 
Nos riftes oceânicos há muito mais produção de magma e calor, em contraposição aos continentais. 
A combinação de magma quente + litosfera fina resulta numa estrutura positiva, com um graben 
relativamente elevado no eixo central, com geometria semelhante à encontrada nos núcleos de 
embasamento, mas sem a erosão. 
 
fâáç 
 
32 
FALHAS DE TRANSFERÊNCIA E DE TRANSCORRÊNCIA 
 
Estruturas de Rejeito Direcional (strike-slip): O vetor deslocamento é paralelo à direção do plano 
de movimento. A estrutura ideal não tem componente vertical. O plano de falha tem alto ângulo de 
mergulho (com frequência é subvertical), resultando em linhas retas em mapas e fotografias aéreas 
(vista em planta). As irregularidades do plano de falha são mais comuns na vertical que na horizontal, 
mas ambas podem acontecer. As falhas desse tipo são geralmente muito extensas, atingindo 
centenas de km – Santo André (Califórnia), Great Glen (Escócia), Alpine (Nova Zelândia). 
 
Falhas de rejeito direcional (strike-slip) pura. 
 
 
Como as camadas são horizontais, a estrutura vista em 
planta ou em perfil tem deslocamento aparentemente 
nulo. 
 
 
 
 
 
 
 
 
As camadas têm direção paralela à da falha, e o 
deslocamento é aparentemente nulo quando a estrutura é 
vista em planta, mas é evidente na vista em perfil. 
 
 
 
 
 
 
� FALHAS DE TRANSFERÊNCIA 
São falhas de rejeito direcional que exercem o papel cinemático de transferir o deslocamento de uma 
falha para outra. O termo é usado especificamente para falhas de strike-slip que terminam de 
encontro a outras falhas ou fraturas. Essas falhas conectam estruturas em qualquer escala. 
 
 
Estrutura de rejeito direcional como rampa lateral em 
ambiente de extensão 
 
Estrutura de rejeito direcional como rampa lateral em 
ambiente de contração 
 
 
Falhas de transferência comuns em sistemas de riftes 
continentais. 
 
 
 - Falha Transformante: Uma falha que transfere o movimento de um segmento a outro da dorsal 
mesoceânica. As falhas transformantes têm escala quilométrica e segmentam placas litosféricas ou 
formam limites de placas litosféricas. Falha de Santo André, na Califórnia, é o exemplo mais famoso – 
limite entre a placa Norte-americana e a placa do Pacífico. 
fâáç 
 
33 
(Vista em perspectiva) 
 
(Vista em planta) 
 
Dorsal mesoceânica 
 
O comprimento da falha aumenta de modo 
diretamente proporcional à velocidade de separação. 
 
� FALHAS TRANSCORRENTES 
 
Para distinguir das falhas transformantes, o termo transcorrente é usado preferencialmente para 
falhas de strike-slip que cortam a crosta continental e têm as terminações livres. Os extremos livres 
se movimentam de modo que a falha se propaga, e o seu comprimento aumenta à medida que o 
deslocamento se acumula. 
• Em contraposição às transformantes, as falhas transcorrentes são intraplaca. 
• Em profundidade, as falhas transcorrentes podem terminar contra outras estruturas, como falhas 
de empurrão, ou passar progressivamente para zonas de cisalhamento. 
• O uso correntetende a generalizar o termo transcorrente como sinônimo de falha de strike-slip. 
Não é estritamente correto, mas é usual. 
 
 
Falha transcorrente em escala crustal 
 
 
 
CLASSIFICAÇÃO DE FRATURAS SUBSIDIÁRIAS COM BASE NA SUA ORIENTAÇÃO E 
SENTIDO DE MOVIMENTO EM RELAÇÃO À ZONA DE STRIKE-SLIP PRINCIPAL 
 
 - Fraturas cisalhantes Riedel (ou fraturas tipo-R ou Riedel shears): se formam a baixo ângulo 
com a zona principal e têm o mesmo sentido de movimento, ou seja, são sintéticas. 
 - Fraturas cisalhantes P (ou fraturas tipo-P ou P shears): se formam logo depois das fraturas R. 
São também sintéticas e estão relacionadas à flutuação do campo tensional ao longo da zona pelo 
acúmulo de deslocamentos. 
 - Fraturas cisalhantes R’ (ou anti-Riedel): são fraturas antitéticas e se formam em alto ângulo com 
a zona principal. Em geral são as menos desenvolvidas. 
 - Fraturas T: fraturas trativas que se formam no plano perpendicular ao eixo X local. 
 
 
 
fâáç 
 
34 
ESTRUTURAS FORMADAS POR MOVIMENTO TRANSCORRENTE HORÁRIO 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
FALHAS DE STRIKE-SLIP CONJUGADAS 
 
Falhas conjugadas se formam ao mesmo tempo e têm sentidos de movimento compatíveis com a 
tensão principal que as gerou. É comum que uma delas se desenvolva melhor que a outra. O ângulo 
entre elas é em geral de 60°, mas varia com o coeficiente de atrito interno dos materiais (N). 
Cinemática: cisalhamento puro no plano horizontal, onde o encurtamento numa direção é 
compensado por extensão a 90° (fratura extensional em azul claro). No plano perpendicular a F1, 
estruturas de contração (estilolitos). 
 
Cisalhamento Puro 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
fâáç 
 
35 
TRANSPRESSÃO E TRANSTRAÇÃO 
 
Transpressão e transtração se referem ao tipo de deformação que ocorre nas curvas de contenção 
ou liberação das falhas de strike-slip. Entretanto, esse tipo de deformação não precisa estar restrito 
às curvas. Podem ocorrer se a estrutura (zona de falha ou zona de cisalhamento) não for puramente 
de strike-slip, ou seja, não resulta apenas de cisalhamento simples. A componente de strike-slip é um 
deslocamento horizontal por cisalhamento simples num plano de movimento vertical. O encurtamento 
resulta de um cisalhamento puro, com encurtamento horizontal e extensão vertical e/ou lateral. 
 
 - Transpressão = {cisalhamento simples + componente de encurtamento perpendicular à zona de 
falha (ou de cisalhamento)} SIMULTÂNEOS 
 
 - Transtração = {cisalhamento simples + componente de extensão perpendicular à zona de falha 
(ou de cisalhamento)} SIMULTÂNEOS 
 
 
 
 
� CURVAS DE CONTENÇÃO E LIBERAÇÃO 
 
 
 
 
 
 
� IRREGULARIDADES EM 3D - ESTRUTURAS EM FLOR 
 
 
 
Flor Positiva: associada a curvas 
restritivas. 
 
Flor Negativa: associada a curvas 
de liberação. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
fâáç 
 
36 
- Eixo máximo do elipsoide de deformação (X): 
• é vertical na transpressão, se a componente de cisalhamento puro for significativa; 
• é horizontal na transpressão, se a componente de cisalhamento puro for subordinada à de 
cisalhamento simples; 
• é sempre horizontal na transtração. 
De modo geral, uma zona de transpressão onde predomina o cisalhamento puro gera lineações de 
estiramento (X) verticais; 
Do mesmo modo, zonas de transpressão onde predomina o cisalhamento simples terão lineações de 
estiramento (X) horizontais. 
 
 
Transpressão c/ predomínio de cisalhamento puro Transpressão c/ predomínio de cisalhamento simples 
 
 
Transtração c/ predomínio de cisalhamento puro Transtração c/ predomínio de cisalhamento simples 
 
 
DECOMPOSIÇÃO DA DEFORMAÇÃO 
 
Strain partitioning: ou decomposição da deformação é a distribuição da deformação total em zonas 
ou domínios no interior da zona deformada como um todo, dentro dos quais ela se subdivide em 
diferentes tipos. Esta decomposição da deformação ocorre em todas as escalas, incluindo a escala 
mais ampla, nos limites de placas litosféricas. 
Numa zona de colisão oblíqua entre duas placas, a deformação é transpressiva, e se reparte em 
cisalhamento simples e cisalhamento puro de acordo com o ângulo entre o limite de placas e o vetor 
movimento. 
Um limite de placas divergente em que o vetor movimento seja oblíquo ao limite das placas resulta 
em deformação transtrativa. 
 
 
 
Rotação de uma lineação pré-existente e originalmente oblíqua (ângulo Ɵ) ao eixo da dobra. 
	Página 1